Návrat na detail prednášky / Stiahnuť prednášku / Univerzita Komenského / Prírodovedecká fakulta / Klimageografia a hydrogeografia

Klíma - poznámky (klima_poznamky.doc)

1. ÚVOD DO ŠTÚDIA METEOROLÓGIE A KLIMATOLÓGIE

1.1. Vymedzenie pojmu meteorológia

Meteorológia (meteoros – vznášajúci sa vo výške a logic veda, náuka) je veda, ktorá sa zaoberá štúdiom javov prebiehajúcich v zemskej atmosfére. Je založená predovšetkým na využívaní fyzikálnych poznatkov o atmosfére. Je to veda so širokým praktickým uplatnením, ktorá úzko spolupracuje s inými vedami ako fyzika, hydrológia, biológia, chémia atď.

Meteorológia sa delí na rad disciplín:

a) dynamická meteorológia – študuje dynamiku atmosféry spojené premeny energie

b) synoptická meteorológia – študuje a analyzuje zákonitosti rozvoja atmosferických dejov za účelom predpovedania počasia (z gréc. synoptikos = pozorujúci)

c) aplikovaná meteorológia – zaoberá sa využitím meteorológie v praxi (poľnohospodárstvo, doprava, lesníctvo)

d) fyzikálna meteorológia – študuje fyziku oblakov, zrážok, žiarenia

e) družicová meteorológia – študuje procesy v atmosfére pomocou umelých družíc

f) technická meteorológia – zaoberajúca sa technikou prenosu a spracovania dát

1.2. Vymedzenie pojmu klimatológia

Klimatológia je veda o podnebí. Objasňuje vznik a vývoj podnebia pomocou klimatotvorných procesov, ovplyvňovaných geografickými činiteľmi, študuje zmeny a kolísanie podnebia, popisuje a klasifikuje podnebie. Fyzikálne metódy prenikajúce do klimatológie majú za následok postupné splývanie klimatológie a meteorológie. Klimatológia sa delí na:

a) všeobecnú klimatológiu – študuje dlhodobé rozmiestnenie klimatických prvkov

b) regionálnu klimatológiu – študuje klimatické prvky na vymedzenom území

c) aplikovanú klimatológiu – je využiteľná v praxi (stavebná klimatológia, letecká klimatológia, klimatológia miest)

d) teoretická klimatológia – zahrňujeme sem celú meteorológiu a ostatné vedy, ktoré prinášajú nové poznatky.

1.3. Klimatický systém a jeho vlastnosti

Úplný klimatický systém sa skladá z 5 subsystémov: atmosféry, hydrosféry, kryosféry, povrchu pevniny a biosféry. Posledné 4 subsystémy sa dajú zhrnúť pod pojem aktívny povrch.

Aktívny povrch je teda plocha na zemskom povrchu, na ktorej, alebo v nej prebieha transformácia žiarivej energie na tepelnú a opačne a v nej sa uskutočňuje transport tepelnej energie do atmosféry a podložia cestou turbulentnej výmeny a molekulárneho vedenia. Jednotlivé subsystémy a ich elementy sú prepojené sústavou bezprostredných a spätných väzieb. Podľa hore uvedeného sa dá teda počasie definovať ako okamžitý stav úplného klimatického systému a podnebie (klíma) ako dlhodobý stav úplného klimatického systému. Počasie je charakterizované súborom meteorologických prvkov a meteorologických javov na danom mieste.

Základné meteorologické prvky sú: slnečné žiarenie, slnečný svit, teplota pôdy, teplota vzduchu, tlak vzduchu, výpar, vlhkosť vzduchu, oblačnosť a atmosferické zrážky.

Pre vyjadrenie počasia v priebehu niekoľkých dní sa používa pojem poveternosť. Klimatický systém je priestorovo a časovo premenlivý. Priestorová premenlivosť môže byť:

a) topická až chorická – sú známe príčiny (zástavba, výrub lesa)

b) regionálna – príčiny sú  cirkulačnými zmenami (napr. posun azorskej tlakovej výše na sever)

c) globálna – je viazaná na celú Zem

Časová premenlivosť klimatického systému môže byť:

a) sezónna – zmeny periodického charakteru (napr. ročné obdobia/

b) medziročná – má neperiodický ráz (striedanie teplých a studených zím/

c) sekulárna – zmeny dlhodobého rázu v podnebí

Vzhľadom k priestorovej premenlivosti klimatického systému (viď vyššie) možno pojem podnebia (klímy)bližšie charakterizovať na kategórie klímy:

Mikroklíma – je režim meteorologických dejov vytvárajúcich sa vplyvom klimageneticky rovnorodého aktívneho povrchu. Vertikálny rozmer mikroklímy môže dosiahnuť 10 m (pri radiačnom type počasia) a horizontálny rozmer 102 m. Pri turbulentnom prúdení v mikroklíme sú charakteristické víry s časovým trvaním 1 až 101s. Pre mikroklímu uzavretých priestorov sa používa pojem kryptoklíma. Patrí sem napr. časť lesa, časť poľa, skupina kríkov a pod.

Miestna klíma – je režim meteorologických dejov vytvárajúcich sa vplyvom morfológie a prevládajúceho zloženia a štruktúry biotickej a abiotickej zložky aktívneho povrchu. Vertikálny rozsah je 80–100 m, víry trvajú 102 s a prebieha tu lokálna cirkulácia podmienená reliéfom alebo miestnym p. (napr. pole – les/

Mezoklíma – je režim meteorologických dejov, ktoré ovplyvňujú makroklímu spolu s vplyvom miestnych klím nachádzajúcich sa v rozsah mezoklímy. Vertikálne zasahujú do výšky 1,5 km. Víry trvajú 103–104 s (napr. dolina, kotlina)

Makroklíma – je režim meteorologických dejov, ktorý sa formuje vplyvom interakcie medzi atmosférou a aktívnym povrchom. Víry trvajú 105 a viac sekúnd. Patria sem veľké územné celky (kontinenty, oceány/. Vertikálne je vymedzená po tropopauzu. Patria sem podnebné pásma a podnebné oblasti.

1.4. Spôsoby získavania a spracovania dát a informácií

Meterorologické dáta sa získavajú meraním a pozorovaním na meteorologických aerologických staniciach, pomocou rádiolokátorov a umelých družíc Zeme. Sieť meteorologických staníc na území Slovenska sa organizuje podľa WMO, riadi ho SHMÚ v Bratislave s pobočkami v Košiciach, Banskej Bystrici, Žiline a na Malom Javorníku. Podľa charakteru a spôsobu získaných informácií ich delíme do 4 skupín:

a) prízemné meteorologické merania a pozorovania – údaje sa získavajú na meteorologických staniciach, ktoré delíme na:

– synoptické a letecké meteorologické stanice

– klimatologické stanice

– agrometeorologické a fenologické stanice

– špeciálne stanice

Meteorologické merania a pozorovania sa robia v určených termínoch pre synoptické účely sa pozorovania vykonávajú v týchto termínoch: 00, 06,12,18 h GMT, vedľajšie 03, 09,15, 21 h GMT.

Väčšina meteorologických prvkov sa mení v závislosti na výške Slnka nad obzorom. Klimatické a meteorologické pozorovania sa robia o 7,14,21 h stredného miestneho času.

Klimatologické stanice sa delia na:

1. stanice základné – merajú a pozorujú 3 x denne základné meteorol. prvky a javy, sú vybavené registračnými prístrojmi

2. stanice doplnkové – podobný význam ako základné stanice, doplňujú ich svojim rozmiestnením

3. stanice zrážkomerné – merajú množstvo zrážok, charakteristiku snehovej pokrývky

4. stanice so špeciálnym zameraním – merajú a pozorujú špeciálne prvky (žiarenie, dlhodobý úhrn zrážok, počet bleskov)

b) aerologické merania – prevádzajú vertikálny výskum atmosféry pomocou nesených balónov – rádiosond. Zisťuje sa tlak, teplota a vlhkosť vzduchu, rýchlosť a smer vetra v rôznej výške (do 30 km). Na Slovensku sa takáto stanica nachádza v Poprade – Gánovciach.

c) rádiolokačné meteorologické informácie – umožnujú nepretržité pozorovanie meteor. objektov a javov (búrkové mraky, lejaky) Vzdialenosť a smer sa určuje z radiolokačného odrazu na indikátory: Na Slovensku sa takáto stanica nachádza na Malom Javorníku pri Bratislave.

d) družicové meteorologické informácie – získavanie informácií z umelých družíc Zeme

2. ATMOSFÉRA

2.1. Vlastnosti atmosféry

Atmosféra je plynný obal Zeme, ktorý je k nej pripútaný gravitačnou silou a zúčasťňuje sa v prevažnej miere zemskej rotácie. Je zmesou rôznych plynov a iných prímesí – pevných a kvapalných čiastočiek. Základnými plynnými zložkami atmosféry sú dusík Na, kyslík O2 a argón Ar.

a) prirodzené aerosoly

– kozmický prach

– vulkanický prach

– dymové častice (z lesných požiarov/

– častice z povrchu pôdy a mora

– aeroplanktón – patrí sem peľ, baktérie atď.

b) antropogénne aerosoly

– pevné častice – napr. sadze

– plynné prímesy – SO2,SO3,H2SO4,CO, NO2

Množstvo antropogénnych aerosolov stále pribúda, čo zapríčiňuje vážne klimatické zmeny, ktoré potom priamo ohrozujú živé organizmy.

2.2. Vertikálne členenie atmosféry

Podľa teploty od zemského povrchu zmerané nahor a hlavne podľa výrazných teplotných zlomov sa atmosféra delí na tieto vrstvy:

Troposféra – je najspodnejšia vrstva zemskej atmosféry. Obsahuje 80 % z celkovej hmotnosti vzduchu a takmer všetky vodné pary. Prebiehajú tu zmeny počasia spojené s frontálnymi poruchami. Teplota vzduchu v troposfére s výškou klesá o 0,6 °C na 100 m, okrem inverzií. Siaha do výšky 16–18 km nad rovníkom, 10–12 km v miernych šírkach, 7–9 km nad pólmi. Horná hraničná vrstva troposféry sa nazýva tropopauza. V troposfére sa nachádza 99 % vodnej pary.

Stratosféra – siaha od tropopauzy do výšky 50 km. Do výšky asi 20 km zostáva teplota stála. V rovníkových oblastiach bolo namerané až od –76  °C do – 80  °C, v miernom pásme – 51  °C až do –61  °C, v polárnych oblastiach – 64 až –68  °C. V tejto spodnej vrstve sa dajú pozorovať oblaky, ale pre malý obsah vodnej pary ich je tam málo. Vrstva od 20 do 50 km obsahuje ozón, ktorý pohlcuje slnečné žiarenie a preto teplota, v tejto vrstve s výškou stúpa.

Mezosféra – vo výške 50 km je deliaca vrstva, oblasť medzi stratosférou a mezosférou sa nazýva stratopauza. Tu sa teplotná krivka láme. V mezosfére do výšky 80 km prudko klesá teplota. Pod hornou hranicou mezosféry dosahujú teploty až – 95 °C. Aj v mezosfére pri veľmi malom obsahu vodnej pary sa dajú pozorovať striebristé oblaky tvorené drobnými čiastočkami prachu obalených ľadovým povlakom. Hornú hranicu mezosféry tvorí mezopauza. Až do tejto hladiny je vzduch zmes plynov s výnimkou vodnej pary a ozónu. Preto sa troposféra, stratosféra a mezosféra niekedy nazývajú homosférou.

Termosféra – začína nad mazopauzou. V tejto vrstve teplota stúpa. Vo výške 150 km dosahuje 600 °C. Termosféra siaha do výšky 800 km.Vo výške 600 km dosahuje teplota až 1500 °C.

Exosféra – je vonkajšia, navyššie vrstva atmosféry začínajúca od výšky 800 km. Vyskytujú sa v nej ešte voľné molekuly plynu, ktoré čiastočne zostávajú v zemskej atmosfére, alebo unikajú do medziplanetárneho priestoru.

V mezosfére bola objavená vo výške 60 km ešte vrstva ionosféry, ktorá sa vyznačuje elektrickými radiotónmy a je dôležitá pri prenose rádiových signálov. Zvislý priemer atmosférou je v uvedený na obrázku.

3. ZÁKLADNÉ METEOROLOGICKÉ PRVKY A ICH   KLIMATOLOGICKÉ CHARAKTERISTIKY

3.1. Slnečné žiarenie

3.1.1. Slnko ako hlavný zdroj tepelnej energie

Slnečné žiarenie je jediným zdrojom energie pre planetárny geosystém. Ostatné energetické zdroje sú v porovnaní so žiarivou energiou Slnka dopadajúcou na zemský povrch zanedbateľné (napr. vnútorná energia Zeme, energia kozmického žiarenia atď.) Slnečné lúče sa šíria v kozmickom priestore rýchlosťou 300 000 km/s a prekonávajú vzdialenosť 150 000 000 km (vzdialenosť Zem–Slnko) za 8,3 min. Slnko svojou energiou ohrieva Zem, ktorej sa priemerná ročná teplota pohybuje okolo +16 °C, na rozdiel od kozmického priestoru, kde je teplota –273 °C.

3.1.2. Slnečné žiarenie na hornej hranici atmosféry

Slnečné žiarenie preniká na Zem v podobe rozličných vlnových dĺžkok. Je to od tisícin mikrometra (1 Ţm = 0,001 mm) do niekoľkosto nanometroch (nm) 1 nm = 0,001 Ţm. Napr. dĺžku vlny 0,5642 Ţm možme vyjadriť ako 564,2 nm. Slnečné žiarenie s dĺžkou vĺn 0,002 až 0,4 Ţm sa nazýva ultrafialové, s dĺžkou vĺn 0,4 až 0,78 Ţm je to viditeľné žiarenie a s dĺžkou vĺn 0,78 Ţm je to infračervené žiarenie. Pre praktickú potrebu sa v meteorológii

3.1.3. Slnečné žiarenie pri povrchu Zeme

Množstvo tepla, ktoré dostáva zemský povrch od Slnka, závisí od uhla dopadu slnečných lúčov. Čím je väčší uhol dopadu slnečných lúčov, teda čím vyššie nad horizontom sa nachádza Slnko, tým kratšiu cestu musia prekonať lúče v atmosfére a naopak – čím bližšie k horizontu sa nachádza Slnko, tým dlhšiu cestu musia prekonať. Od toho zasa závisí množstvo energie, ktorá pripadá na jednotku povrchu. Pri kolmom dopade lúčov pripadá na jednotku povrchu viac tepelnej energie ako vtedy, keď dopadajú lúče pod menším uhlom ako 900.

3.1.4. Procesy, ktoré vplývajú na oslabenie slnečného žiarenia, globálne žiarenie. Albedo.

Slnečné žiarenie podlieha pri prechode zemskou atmosférou čiastočnému pohlcovaniu, rozptylu a odrážaniu.

Pohlcovanie – Jednotlivé plyny, ktoré tvoria atmosféru, pohlcujú žiarenie rozličných častí slnečného spektra v rozličnom stupni. dusík pohlcuje žiarenie z úzkeho pásma ultrafialového žiarenia, kyslík viditeľnú časť spektra a ultrafialové žiarenie. Najsilnejšie pohlcuje slnečné žiarenie ozón. V nižších vrstvách atmosféry pohlcuje slnečné žiarenie, hlavne infračervené žiarenie, najviac oxid uhličitý (CO2), vodné pary (oblaky) a drobné tuhé čiastočky, nachádzajúce sa v atmosfére. Celkove podlieha pohlteniu v atmosfére asi 15 % priameho slnečného žiarenia.

Rozptyl – Rozptyl žiarenia je výsledkom odchyľovania sa lúčov od pôvodného smeru, lebo sa lámu a odrážajú na molekulách ovzdušia. Najintenzívnejšie podliehajú rozptylu fialové lúče a najmenej červené lúče. Preto západy Slnka majú prevažne červenú farbu, lebo belasá podlieha silnému rozptylu. Ak by určitá časť žiarenia nepodliehala rozptylu, počas zamračených dní by bola úplná tma, lebo na Zem by nepreniklo priame žiarenie Slnka. Podobne aj pri západe Slnka za horizont by hneď nastala tma, keby nebolo rozptylu. Rozptylu podlieha asi 25 % slnečného žiarenia, ktoré preniká do zemskej atmosféry.

Globálne žiarenie – je to súčet priameho a rozptýleného žiarenia. Počas bezoblačných dní sa globálne žiarenie skladá prevažne z priameho žiarenia a počas oblačných dní tvorí globálne žiarenie výlučne rozptýlené žiarenie. Zloženie globálneho žiarenia sa môže meniť v závislosti od polohy Slnka, oblačnosti, atď. napr. pred východom Slnka sa skladá globálne žiarenie len z rozptýleného žiarenia, od momentu východu Slnka sa objavuje aj priame žiarenie, ktoré je v rovnováhe s rozptýleným vtedy, kdeď je Slnko 80 nad horizontom. V predpoludňajších hodinách vzrastá priame žiarenie, v popoludňajších klesá, ale vzrastá podiel rozptýleného žiarenia.

Odrazené žiarenie (albedo) – Pomer množstva odrazeného žiarenia k žiareniu, ktoré dopadá na povrch, sa nazýva albedo. Percento odrazeného žiarenia, ktoré dopadá na povrch Zeme, označuje schopnosť pohlcovania slnečného žiarenia.

Žiarenie Zeme – Slnečné žiarenie, ktoré zohrieva povrch Zeme a tým aj spodné vrstvy atmosféry, robí Zem zdrojom žiarenia. Intenzita žiarenia je tým väčšia, čím je vyššia teplota vyžarujúceho telesa. Z toho vyplýva, že Zem dodáva atmosfére najviac tepla cez deň. Časť zemského žiarenia uniká do kozmického priestoru a časť pohlcujú vodné pary a CO2, ktoré sa nachádzajú v atmosfére. Takto zohriata atmosféra začína sama vysielať teplo, ktorého časť uniká do medziplanetárneho priestoru a časť sa vracia naspäť k Zemi. Teplo, ktoré sa vracia na Zem sa nazýva spätným žiarením atmosféry, ostatné teplo efektívnym vyžarovaním.

Keby nebolo spätného žiarenia, priemerná teplota by nebola +16 °C, ale –23 °C. V noci prebiaha strata tepla, ktorá zapríčiňuje pokles teploty. Efektívne vyžarovanie, ktoré spôsobuje stratu tepla Zeme je tým väčšie, čím menej je obloha pokrytá oblakmi a čím je prúdenie vzduchu slabšie. Teplota v noci má najnižšiu hodnotu za jasných dní tesne pred východom Slnka.

3.2. Teplota vzduchu

3.2.1. Charakteristika teploty vzduchu

Teplota vzduchu je meteorologický prvok udávajúci tepelný stav ovzdušia. Meria sa teplomerom. Rozumieme ňou teplotu meranú v meteorologickej búdke 2 m nad povrchom a to s presnosťou na desatiny stupňa. Udáva sa najčastejšie v stupňoch Celsia ( °C/alebo v stupňoch Fahrenheita (°F/–hlavne v anglosaských krajinách. Základné meranie teploty vzduchu sa prevádza o 7,00, 14,00, 21,00. Priemerná denná teplota sa vypočíta zo vzťahu td = t7 + t14 + 2.t21 to všetko / 4.

Na meteorologických staniciach sa okrem teploty v termínoch pozorovania zisťuje najvyššie denná teplota (maximum) a najnižšia denná teplota (minimum), alebo tiež prízemné minimum.

3.2.2. Denný chod teploty vzduchu

Denný chod teploty vzduchu sa vyhodnocuje podľa hodinových teplôt a vystihuje všetky zvláštnosti teplotných zmien v priebehu dňa počas celého roka. Denný chod teploty vzduchu má podobný priebeh ako denný chod teploty aktívneho povrchu, jeho amplitúda však s výškou klesá a čas teplotného maxima a minima sa s výškou oneskoruje. Od času teplotného minima do maxima sa intenzita vzostupu teploty s časom najprv zvyšuje, pred nástupom maxima klesá. Oneskorenia času teplotného maxima je v úrovni meteorologickej búdky v porovnaní s aktívnym povrchom 2 h. Pokles teploty býva volnejší než vzostup. Hodnoty dennej amplitúdy teploty závisia od týchto faktorov:

1. od charakteru počasia – pri radiačnom type počasia sú amplitúdy väčšie ako pri silnej advekcii a oblačnosti
2. od ročného obdobia – najvyšších hodnôt dosahujú v našich klimatických podmienkach na jar najmenších v zime
3. od zemepisnej šírky – s rastom zemepisnej šírky od rovníkových oblastí do oblastí subtrópov denné amplitúdy teploty stúpajú, potom k pólom klesajú
4. od vzdialenosti od pobrežia – v pobrežných oblastiach sú nižšie než vnútri kontinentu
5. od utvárania reliefu – nad konvexnými tvarmi reliéfu sú menšie než nad konkávnymi

Denné zmeny teploty sú porovnateľné v atmosfére do väčšej výšky, než je hĺbka, v ktorej sa vyskytujú v pôde a oceánoch. Vo výškach okolo 300 m sú denné amplitúdy teploty 25 až 30 % hodnôt pri zemskom povrchu a čas teplotného maxima je oneskorený o 3 až 4 hodiny. Vo výške 1000 m klesá denná amplitúda na 1 až 2 °C, vo výškach 2000 až 5000 m na 0,5 až 1 °C. Teplotné maximá sa v týchto úrovniach vyskytujú až vo večerných hodinách. V atmosfére nad oceánmi sú amplitúdy teploty v porovnaní s atmosférou nad pevninami podstatne menšie.

3.2.4. Zmena teploty vzduchu s výškou

Zmenu teploty s výškou charakterizujeme v meteorológii pomocou vertikálneho teplotného gradientu, ktorý sa určuje pre interval výšky 100 m. Kladné hodnoty gradientu vyjadrujú pokles teploty a záporné hodnoty rast teploty s výškou. V troposfére je priemerná hodnota vertikálneho teplotného gradientu 0,6  °C/100 m.

V spodnej časti troposféry má vertikálny gradient svoj denný a ročný chod. Cez deň a v lete dosahuje najvyšších hodnôt, v noci a v zime minimálnych, často až záporných hodnôt. Závislosť na poklese teploty s výškou však nie je jednoduchá. Podľa priemerných mesačných teplôt závisí pokles teploty vzduchu s výškou na miestnych pomeroch, a to na tom, či ide o pokles z doliny na svah, alebo zo svahu na vrcholy, od veterných pomerov, od expozície terénu atď.

Vertikálna zmena teploty vzduchu má výrazný ročný chod aj na Slovensku. Najmenší gradient pripadá na január, najmä) pri prechode z kotlín na svah a je pod 0,3 °C/100 m. Najväčší gradient je v máji až 0,8 °C, v lete je nad 0,6 °C, na jeseň pod 0,5 °C. Pri dennom chode sa výraznejšie uplatňuje rozdiel medzi nočnými a dennými hodinami. Cez deň je väčší ako v noci.

V strednej a vysokej troposfére (zhruba od výšky 2000 m po tropopauzu) sa hodnota vertikálneho teplotného gradientu približuje k vlhkoadiabatickému gradientu (0,5 °C/100 m/, lebo tu dochádza ku kondenzácii vodnej pary a tvorbe oblakov. V úrovni tropopauzy hodnoty vertikálneho teplotného gradientu klesajú a v stratosfére existuje prakticky izotermia.

Pri vertikálnom teplotnom gradiente rozlišujeme suchoadiabatický a vlhkoadiabatický gradient. Suchodiabatický teplotný gradient je zmena teploty pri vertikálnom, adiabaticky prebiehajúcom premiestňovaní suchého, vodnou parou nenasýteného vzduchu. Jeho hodnota je 1 °C/100 m výšky. Ochladzovaním vlhkého nenasýteného vzduchu môže dôjsť ku kondenzácii vodnej pary, pri ktorej sa uvoľňuje latentné teplo, ktoré zmenšuje ďalšie ochladenie. Toto ochladenie je menšie ako suchoadiabatické a vyjadruje sa pomocou vlhkoadiabatického teplotného gradientu, ktorý je 0,5 °C/100 m výšky.

3.2.5. Teplotná inverzia

Gradienty teploty vzduchu vyjadrovali zmenu s výškou a to tak, že teplota vzduchu s výškou klesá, Keď sa teplota vzduchu s výškou zvyšuje, hovoríme o teplotnej inverzii. Podľa výšky vrstvy inverzie nad zemou sa rozlišujú:

1. prízemná inverzia – začína sa od zemského povrchu a končí sa vo výške, kde už teplota nestúpa
2. výšková inverzia – má dolnú hranicu v určitej výške nad zemským povrchom

Inverzie teploty sú sprievodným javom stabilného rozvrstvenia zduchu, keď niet výstupných vzdušných prúdov a keď pôsobí silné vyžarovanie zemského povrchu. Inverzia teploty bráni premiešavaniu vzduchu, čím dochádza v nižších polohách k vytváraniu hmiel, v mestách dochádza k zvýšenej koncentrácii škodlivín v ovzduší a vzniká smog. V horských polohách je vznik nad hornou hranicou inverzie jasné a teplé počasie.

Prízemné inverzie sa ďalej delia na:

3. radiačné inverzie – vznikajú ochladzovaním prízemnej atmosféry aktívneho povrchu dlhovlnným vyžarovaním. Tvoria sa za jasných nocí pri malých rýchlostiach vetra. V ranných hodínách zanikajú okrem zimy, kedy sa môžu udržať aj niekoľko dní. Výška možných inverzií počas noci rastie a dosahuje desiatky metrov, výška zimných inverzií je 102 až 103 metrov.

Výškové inverzie môžu byť:

4. radiačné – vznikajú ochladzovaním vzduchu od intenzívne vyžarujúcej hornej hranice oblakov
5. subsidenčné – vznikajú v oblastiach vysokého tlaku. Pri zostupe vzduchu stúpa tlak, vzduch sa rozteká do strán a zmenšuje vertikálny rozmer klesajúcej vrstvy a jej teplota suchoadiabaticky stúpa. Výsledkom týchto procesov je výskyt relatívne teplej pokleslej vrstvy nad studeným vzduchom.

Veľkosť prízemných teplotných inverzií môže na Slovensku dosiahnuť od niekoľkých stupňov po 20 °C aj viac. Najviac dní s inverziou na Slovensku (inverzie nočné a ranné) je koncom leta.

Počet dní s inverziou v horských oblastiach Slovenska dosahuje až 40 % (podľa minimálnej teploty) a väčšie sú na severných svahoch.

3.2.6. Interdiurné zmeny teploty vzduchu

V priemerných denných teplotách vzduchu býva medzi dvoma za sebou nasledujúcimi dňami určitý rozdiel. Tento rozdiel sa vyjadruje pomocou interdiurnej premenlivosti medzi priemernou dennou teplotou predchádzajúceho a daného dňa. Ak teplota stúpne, interdiurná zmena má kladnú hodnotu, ak teplota klesne, tak je hodnota záporná. Maximálne kladné a záporné interdiurné zmeny ukazujú, aký extrémny skok v teplote vzduchu môže nastať zo dňa na deň. Najväčšie interdiurné zmeny teploty sú v miernych šírkach, kde podnebie ovplyvňujú striedajúce sa teplé a studené vzduchové hmoty, hlavne tam, kde oceanita prevyšuje kontinentalitu. Na póloch sú interdiurné zmeny malé, počas polárneho leta ide o kladné hodnoty a počas polárnej zimy o záporné hodnoty. Interdiurné zmeny teploty vzduchu na rovníku sú veľmi nepatrné.

Počet dní s kladnými interdiurnými zmenami teploty vzduchu je u nás na Slovensku väčší ako so zápornými interiurnými zmenami. Z toho vyplýva, že atmosferické procesy sprevádzané otepľovaním prebiehajú pomalšie, kým ochladenie prebieha v kratšom časovom intervale.

3.2.7. Charakteristické denné teploty vzduchu

Teplotné pomery územia sa okrem priemerných teplôt za jednotlivé obdobia charakterizujú aj pomocou tzv. charakteristických denných teplôt, ktoré teplotne charakterizujú určité obdobia. V klimatológii sa rozoznávajú 4 takéto obdobia:

6. obdobie s priemernou dennou teplotou 0 °C a viac
7. obdobie s 5 °C a viac
8. obdobie s 10 °C a viac
9. obdobie s priemernou dennou teplotou 15 °C a viac

3.2.8. Rozloženie teploty v planetárnom merítku a jeho sezónne zmeny.

Rozloženie teploty vzduchu je ovplyvnené regionálnymi rozdielmi v energetickej bilancii systému aktívny povrch – atmosféra, veľkopriestorovým prúdením v atmosfére a morskými prúdmi. Pre teploty na Zemi platí:

1. teplota vzduchu klesá od rovníka k pólom, pokles je výraznejší na tej pologuli, kde je práve zimné obdobie.
2. najnižšie teploty (tzv. póly zimy) sa na severnej pologuli vyskytujú v Jakutskej oblasti a v Grónsku, kde klesajú teploty až na –70 °C. Na južnej pologuli je to v Antarktíde, až – 80 °C. Absolútne minimum bolo namerané na stanici Vostok 21. 7. 1983 a to –89 °C. Na tejto stanici je aj najnižšia priemerná ročná teplota vzduchu a to –55,6 °C. Najnižšia teplota na Slovensku bola nameraná vo Vígľaši – Pstruší a to –41 °C. Najnižšia priemerná ročná teplota vzduchu je na Lomnickom štíte, –3,7 °C.
3. najvyššie teploty sa v letnom období severnej pologule vyskytujú na Sahare, v oblasti Perzkého zálivu a v strednom povodí Indu, na juhu USA a v Mexiku. Na južnej pologuli sú v lete najvyššie teploty v centre Austrálie a v Južnej Amerike v severnej časti púšte Atacama. Absolútne maximum 57,8 °C bolo namerané v San Luis (Mexiko) a v El Azizia (Líbya). Najvyššia teplota nameraná na Slovensku bola 39,8 °C a najvyššia priemerná ročná teplota je v Bratislave na Trnavskej ceste a to 10,1 °C.
4. v zimnom období sú na rovnakej zemepisnej šírke oceány teplejšie ako kontinenty. Príčinou je nerovnomerné ohrievanie vody a pevniny.
5. teplé morské prúdy podmieňujú kladné odchýlky teploty v porovnaní so susednými oblasťami rovnakých zemepisných šírok.

Vplyv studených prúdov je opačný

6. vplyvy atmosferickej cirkulácie sa výrazne prejavujú v januári nad Áziou a Severnou Amerikou. Nad západné časti preniká relatívne teplejší vzduch z oceánov, nad východnými časťami sú v zime sezónne tlakové výše, v ktorých sa suchá atmosféra ochladzuje dlhovlnným vyžarovaním. Preto sa tu vyskytujú oba póly zimy na severnej pologuli: severovýchodny Sibír (Verchojanská a Ojmiakonská kotlina) a centrálne Grónsko. Z podobných príčin je pól zimy južnej pologule nad Antarktídou.

3.3. Teplota pôdy

Teplota aktívneho povrchu pôdy má pri radiačnom režime počasia denný chod. Maximum dosahuje na poludnie, minimum pred východom Slnka.Pri ročnom chode teploty pôdy je tiež jedno maximum a jedno minimum, Počas zamračených dní je denná amplitúda teploty povrchu pôdy menšia a pri výmene vzdušných hmôt periodicita denného chodu nemusí ani existovať. Na dennú amplitúdu teploty pôdneho povrchu má veľký vplyv aj vegetačný kryt a snehová pokrývka. Tak, ako preniká tepelná energia z aktíneho povrchu do hĺbky menia sa aj teplotné pomery pôdy. Tieto zmeny sú charaktizované Fourierovými zákonmi:

7. Perióda výkyvov teploty pôdy (dennej, ročnej) sa s hĺbkou nemení
8. Teplotná amplitúda sa s aritmetickým rastom hĺbky zmenšuje to znamená, že v určitej hĺbke klesá denná a ročná amplitúda teploty na 0 °C. Stála ročná teplota sa vyskytuje v hĺbke 10 – 30 m.
9. Čas maxima a minima teploty sa v dennom a ročnom chode oneskoruje s hĺbkou
10. Hĺbky stálej dennej a ročnej teploty sú v rovnakom pomere ako odmocniny periód výkyvov

3.4. Vlhkosť vzduchu, vyparovanie a kondenzácia

3.4.1. Charakteristika vlhkosti vzduchu

Aj keď je vodná para v atmosfére v malom množstve, je veľmi dôležitou súčasťou ovzdušia a má veľký význam pre počasie. Jej obsah vo vzduchu je veľmi premenlivý. Vzduch môže byť úplne suchý, alebo môže obsahovať až 4% vody v podobe vodnej pary, ktorá sa kondenzuje na vodu alebo sublimuje na ľad. Čím vyššia je teplota vzduchu, tým viac vodnej pary je treba k jeho nasýteniu.

Pre vyjadrenie obsahu vodnej pary vo vzduchu rozoznávame:

Absolútnu vlhkosť – vyjadruje skutočné množstvo, teda hmotnosť vodnej pary v jednotke objemu vzduchu. Udáva sa v g alebo kg/m3 vzduchu. Maximálna absolútna vlhkosť udáva najväčší možný obsah vodných pár v g/m3 alebo kg/m3. V naších zemepisných šírkach je to v priemere 5 g/m3, v lete môže byť až 15 g/m3. V suchých oblastiach Antarktídy to je len 0,02 g/m3.

Tlak vodných pár – (napätie vodných pár) je to tlak vyvolaný vodnými parami, ktorý prispieva svojou hmotnosťou k celkovému tlaku vzduchu. Vyjadruje sa v rovnakých jednotkách ako tlak vzduchu (napr. v hektopascaloch hPa). Čím je vo vzduchu viac vodných pár, tým je vyšší ich tlak. Hornú hranicu napätia pre danú teplotu nazývame maximálnym napätím (alebo napätím nasýtenia), označuje sa písmenom E.

Momentálne napätie je skutočné napätie vodnej pary v ovzduší pri danej teplote.

Relatívna vlhkosť – je percentálny pomer momentálneho napätia k maximálnemu napätiu pri tej istej teplote

Sýtostný doplnok – určuje rozdiel medzi maximálnym a momentálnym napätím

Rosný bod – teplota rosného bodu je teplota, pri ktorej obsahuje vzduch stav nasýtenia vodnou parou. Čím je väčší rozdiel medzi teplotou vzduchu a teplotou rosného bodu, tým je vzduch suchší.

Špecifická (merná) vlhkosť vzduchu (s) – Vyjadruje hmotnosť vodnej pary v jednotke hmotnosti vlhkého vzduchu. Meria sa v g/kg alebo v g/g. Napätie pary má jednoduchý alebo dvojitý denný chod. Jednoduchý chod je viazaný na malú intenzitu turbulencie a vyskytuje sa nad povrchom vody. Súvisí s denným chodom teploty aktívneho povrchu a výparu a nazýva sa typom zimným, alebo morským. Maximum napätia pary sa vyskytuje o 13.00 h, minimum v čase minima teploty. Vo väčších výškach nad aktívnym povrchom (od 10–1m) sa vyskytuje letný typ (pevninský). Je charakterizovaný dvojitým maximom a dvojitým minimom.

Denný chod relatívnej vlhkosti má opačný priebeh ako denný chod teploty

Pre ročný chod napätia pary v našich klimatických podmienkach platí to isté, čo pre ročný chod teploty vzduchu. Ročný chod relatívnej vlhkosti je opačný.

3.4.3 Produkty kondenzácie vodnej pary na zemskom povrchu

Produkty kondenzácie vodnej pary na relatívne studenom zemskom povrchu, na predmetoch a vegetácii nazývame horizontálnymi zrážkami. Patria k nim:

Rosa – vzniká skvapalnením vodnej pary vo vrstve vzduchu, ktorá prilieha k vychladnutému povrchu. Vytvára sa v teplom ročnom období pri slabom vetre za jasných nocí. Tvoria ju drobné kvapôčky vody.

Zmrznutá rosa – vzniká ako rosa. Vplyvom nižšej teploty kvapôčky vody zamŕzajú

Šedivý mráz – vzniká v noci ako rosa, pri teplote predmetov nižšej ako 0 °C. Od zamrznutej rosy sa líši tým, že vzniká sublimáciou vodných pár (zmrznutá rosa vzniká kondenzáciou). Tvoria ho drobné kryštáliky ľadu. Vzniká na vodorovných povrchoch.

Inoväť – vzniká pri hmlistom mrazivom počasí. Je to vrstva z kryštálikov ľadu, ktorá sa usadzuje na zvislých povrchoch, ktoré sú vystavené priamemu účinku vetra. Môže sa tvoriť aj cez deň a vytvára vrstvičku hrúbky 25 – 50 mm. Toto usadzovanie sa vyskytuje najčastejšie pri teplote – 15 °C,  ale nikdy pri teplote vyššej ako – 3 °C.

Ovlhnutie – je to povlak kvapiek, ktoré vznikajú na zvislých plochách na náveternej strane predmetov pri prúdení teplého a vlhkého vzduchu, ktorý sa od predmetov ochladzuje.

Námraza – sú to vláknité biele ľadové kryštáliky, vznikajúce na náveternej strane predmetov za podmienok ako pri ovlhnutí, pri teplotách – 3 °C až – 8  °C. Svojou hmotnosťou spôsobuje škody na elektrickom vedení a pod. Jej hrúbka môže dosiahnuť až 1 m. S poklesom teploty a rýchlosti vetra sa môže zmeniť na inoväť.

Ľadovica – sklovitá ľadová vrstva, ktorá vzniká zamrznutím prechladeným vodných kvapiek na predmetoch, ktorých teplota je nižšia ako 0 °C. Môže dosiahnuť hrúbku až niekoľko 10 mm.

Poľadovica – je to ľadová vrstva, ktorá pokrýva zemský povrch. Vzniká mrznutím neprechladených kvapiek dažďa na povrchu, ktorého teplota je nižšia ako 0 °C.

3.4.4. Produkty kondenzácie a sublimácie vodnej pary v spodných vrstvách atmosféry

Oblaky – oblak, môžeme charakterizovať ako viditeľný zhluk drobných vodných kvapôčiek, alebo ľadových kryštálikov v ovzduší. výška, v ktorej teplota vystupujúceho vzduchu klesne na teplotu rosného bodu a v ktorej sa začínajú tvoriť oblaky sa nazýva kondenzačná hladina. Do určitej výšky sú oblaky tvorené len kvapkami vody, ktoré sú pod bodom mrazu prechladené. Nad hladinou ľadových jadier (–12 °C) sú oblaky tvorené ľadovými kryštálikmi. Hranicu medzi kvapkami vody a kryštálmi tvorí prechodná vrstva, ktorá sa skladá z pevných a kvapalných produktov kondenzácie vodnej pary. Množstvo vody v oblakoch sa vyjadruje vodným obsahom oblakov, ktorý udáva hmotnosť skondenzovanej vody v objeme vzduchu. Je to 10–5 až 4.10–3 kg/m3.

Podľa zloženia delíme oblaky na:

a) vodné – sú tvorené vodnými kvapkami (môžu byť aj prechladené/

b) zmiešané – tvoria zmes vodných kvapiek a ľadových kryštálikov

c) ľadové – sú tvorené len ľadovými kryštálmi

Podľa tvaru rozlišujeme 10 základných druhov oblakov, ktoré sa ďalej delia na tvary a odrody. V značnej miere sa používajú pre ne latinské označenia a skratky. Rozlišujeme tieto základné druhy:

1. riasa– Cirrus (Ci)

2. riasová kopa – Cirrocumulus (Cc)

3. riasová sloha – Cirrostratus (Cs)

4. vyvýšená kopa – Altocumulus (Ac)

5. vyvýšená sloha – Altostratus (As)

6. dažďová sloha – Nimbostratus (Ns)

7. slohová kopa – Stratocumulus (Sc)

8. sloha – stratus (St)

9. kopa – cumulus (Cu)

10. búrkový mrak – Cumulonimbus (Cb)

Schéma základných druhov oblakov je na obrázku.

Ďalej oblaky podľa výšky základne delíme na:

11. vysoké oblaky (Ci,Cc,Cs) – základňa je vo výške od 5 do 13 km
12. stredné oblaky (Ac,As) – základňa je vo výške od 2 do 7 km
13. nízke oblaky (Ns,Sc,St) – základňa je od povrchu zeme do 2 km
14. oblaky s vetikálnym vývojom (Cu,Cb) – základňa je vo výške od 0,5 do 1,5 km, horná hranica môže siahať až nad tropopazu

Podľa príčin vzniku delíme oblaky na:

15. konvektívne oblaky (Cu,Cb). Konvekciou sa nazývajú vertikálne prúdy vystupujúceho vzduchu následkom nerovnomerného ohrievania od podložia. Konvekcia vzniká nad pevninou cez deň pri slnečnom počasí a pri zasunutí studenej vzduchovej hmoty nad teplé podložie. Pri konvektívnom prúdení vznikajú kopy (Cumulus), ktoré, keď sa ďalej vyvíjajú, prechádzajú do búrkového oblaku (Cumulonimbus)
16. frontálne oblaky – vznikajú pri výstupe vzduchu na atmosferických frontoch
17. orografické oblaky – vznikajú vplyvom výstupných prúdov v dôsledku horskej prekážky. Tvoria sa na náveternej strane, kde reliéf núti vzdušné prúdy vystupovať, alebo vzniknú ako oblaky z tepla, kde reliéf napomáha výstupným vzdušným prúdom. Niekedy sa z nich môžu vyvinúť oblaky Cumulonimbus s prehánkami a búrkami.
18. oblaky z vyžarovania – vznikajú dôsledkom dlhovlnného vyžarovania a ochladzovania atmosféry blízkej stavu nasýtenia v nočných hodinách. Tvoria súvislú vrstvu a patria k druhu Stratus.

3.4.5. Denný a ročný chod oblačnosti, rozloženie oblačnosti v planetárnom merítku

Oblačnosť – je to stupeň pokrytia oblohy. Vyjadruje sa v desatinách (0 – jasno, 10 – zamračené), v synoptickej meteorológii sa vyjadruje v osminách pokrytia oblohy (jasno – 0–1, skoro jasno 2, malá oblačnosť 3, polojasno, polooblačno 4, oblačno 5 – 6, takmer zamračené 7, zamračené 8). Priemerná oblačnosť Zeme je 5,4 (v desatinnom hodnotení). Denný chod oblačnosti. V noci a ráno sa najviac vyskytujú oblaky druhu Stratus, kopovité oblaky Cumulus sa vyskytujú zase cez deň, hlavne v horských oblastiach. V našich klimatických podmienkach je počas dňa dvojité maximum oblačnosti: ráno a v popoludňajších hodinách. V zime sa vyskytuje jedno maximum, ráno, V rovníkových oblastiach sa maximum vyskytuje popoludní.

Ročný chod oblačnosti – najväčšia oblačnosť u nás je v zime a súvisí s cyklonálnou činnosťou. Minimum pripadá na jeseň alebo leto. V tropických oblastiach sa maximum vyskytuje v lete (pri letnom slnovrate) a minimum v zime. V monzúnových oblastiach je maximum v období letného a minimum v období zimného monzúnu. V subtrópoch je maximum oblačnosti viazané na cyklonálnu činnosť v zime a minimum pripadá na leto.

3.5 Atmosferické zrážky

3.5.1. Charakteristika atmosferických zrážok

Sú to produkty kondenzácie alebo sublimácie vodnej pary v ovzduší dopadajúce na zemský povrch alebo na ňom vznikajúce. Ide o všetku vodu v kvapalnom alebo tuhom skupenstve vypadávajúcu zo všetkých druhov oblakov, alebo sa usadzujúcu na zemskom povrchu (pozri vyššie). V tejto kapitole bude reč o vypadávaní zrážok z oblakov. Atmosferické zrážky vznikajú tak, že vodné kvapky a ľadové kryštáliky sa spájajú, zväčšujú svoj objem a výstupné prúdy v atmosfére ich už nedokážu udržať a vypadávajú na zemský povrch. Hovoríme vtedy o tzv. vertikálnych zrážkach. Podľa skupenstva, tvaru a veľkosti rozlišujeme niekoľko tvarov vertikálnych zrážok:

a) dážď – tvoria ho vodné kvapky o priemere minimálne 0,5 mm, maximálne 2 mm

b) mrholenie – tvoria ho malé kvapky, menšie ako 0,5 mm,

c) sneh – je tvorený ľadovými kryštálikmi hviezdicového tvaru. Pri teplotách nad –5 °C sú kryštály väčšie a zhlukujú sa do vločiek

d) snehové krúpky – biele nepriesvitné ľadové guľovité zrná s priemerom 2–5 mm

e) snehové zrná – malé biele nepriesvitné ľadové guľovité zrná s menšie ako 1 mm

f) mrznúci dážď – priehľadné ľadové zrná o priemere menšom ako 5 mm. Vzniká zmrznutím dažďových kvapiek, alebo roztopením snehových vločiek

g) krúpy – guličky alebo kúsky ľadu, ktoré majú priemer 5–50 mm

h) snehové ihličky – sú tvorené ihlicovými, stĺpikovými alebo doštičkovými kryštálikmi ľadu.

Okrem týchto tvarov sa môžu vyskytnúť aj iné tvary (napr. dážď so snehom/.

3.5.3. Rozloženie ročných úhrnov zrážok na Zemi

Hlavnými faktormi rozloženia zrážok na Zemi sú : rozloženie oblačnosti, rozloženie oceánov, tvar a rozloženie pevnín a reliéf. Reliéf na zemskom povrchu predstavuje prekážku pri prúdení vzduchu. Na náveterných svahoch hôr dochádza k výstupu vzduchu a s ním spojeným adiabatickým ochladzovaním a k tvorbe oblakov a zrážok. Na náveterných stranách s výškou zrážky stúpajú. Deje sa tak po určitú úroveň, od ktorej zase zrážky s výškou klesajú. Výška úrovne je tým väčšia, čím je vyššie hladina kondenzácie. V pohoriach vo vnútri kontinentov leží hladina vyššie ako na ich okrajoch (napr. Alpy 2000 m, Kaukaz 2500 m, Altaj 3000 m, Pamír 4500 –5000 m/.Ročné úhrny medzi obratníkmi sú 1000 – 2000 mm v dôsledku vysokej vlhkosti vzduchu a silnej konvekcie. Medzi oblasti s najvyšším množstvom zrážok patrí povodie Amazonky, pobrežie Guinejského zálivu, Indonézia, ostrovy v Tichom oceáne. Zrážky tu môžu presiahnuť aj 6000 mm. Mys Debundža na úpätí Kamerunskej hory, alebo náveterné svahy Havajských ostrovov majú viac než 9000 mm. V oblasti Indického oceánu sú v dôsledku monzúnovej cirkulácie oblasti vysokých zrážok posunuté do vyšších zemepisných šírok nad Prednú a Zadnú Indiu a Madagaskar. Na náveterných svahoch Himalájí leží miesto, kde padne najviac zrážok na Zemi. Je to Čerápundží a priemerný ročný úhrn dosahuje až 10 880 mm.

V subtropických oblastiach vysokého tlaku množstvo zrážok neprevyšuje 250 mm. Podobné pomery sú v centrálnych častiach Ázie a v južných častiach miernych šírok. V miernych šírkach sú zrážkové úhrny vyššie a dosahujú od 300 do 1000 mm. zrážkové úhrny klesajú v dôsledku prevládajúceho západného prúdenia od západných okrajov pevnín (500 – 1000 mm) smerom na východ (300 mm/. Výrazné sa tu prejavuje vplyv náveterných a záveterných strán.

V polárnych oblastiach sú zrážky malé a neprevyšujú 200 mm. Príčinou je malý vodný obsah oblakov a existencia oblastí vysokého tlaku vzduchu.

Na Slovensku sa pohybuje ročný úhrn zrážok od 500 do 800 mm, v pohoriach cez 1000 mm. výrazne sa tu tiež prejavuje vplyv zrážkových tieňov (Spiš, Liptov). Najväčší priemerný ročný úhrn je vo Vysokých Tatrách na Zbojníckej chate (1958 m.n.m.) a to 2130 mm.

3.6. Tlak vzduchu

3.6.1. Charakteristika tlaku vzduchu

Tlak vzduchu je sila vyvolaná hmotnosťou vzduchového stĺpca, ktorý siaha od výšky merania až k hornej hranici atmosféry. základnou jednotkou tlaku vzduchu je pascal. V meteorológii sa vyjadruje stonásobkom základnej jednotky, t.j. v hektopascaloch (hPa). Skôr sa vyjadroval v milibaroch, torroch alebo milimetroch ortuťového stĺpca. Medzi týmito jednotkami platí tento vzťah:

1 hPa = 100 N/m2 = 1 mbar = 0,75 torr (mm Hg)

Priemerná hodnota tlaku vzduchu na hladine mora pri teplote 15 °C je 1013,27 hPa. Tento tlak zodpovedá hmotnosti ortuťového stĺpca vysokého 760 mm s priemerom 1 cm2. Na veľkosť tlaku má vplyv: teplota vzduchu, obsah vodných pár, nadmorská výška a zemepisná šírka. S pribúdajúcou nadmorskou výškou tlak vzduchu klesá, do výšky 700 m.n.m. na každých 8 m o 1 hPa. Vo výške 5500 m dosahuje tlak vzduchu asi polovicu tlaku ako pri zemskom povrchu. Čím je vzduch chladnejší (ťažší), tým rýchlejšie klesá tlak smerom do výšky. Čím je vzduch teplejší (ľahší), tým je pokles tlaku vzduchu s výškou pomalší. Aby bolo možné porovnávať údaje o tlaku vzduchu zo staníc, ktoré sú v rôznej nadmorskej výške, prepočítavajú sa hodnoty na hladinu mora. rozdelenie tlaku vzduchu sa na synoptických mapách znázorňuje pomocou izobár. Izobary sú miesta s rovnakým tlakom vzduchu.

3.6.2. Barické pole

Barickým poľom nazývame rozloženie tlaku v atmosfére. Pre barické pole je typická premenlivosť tlaku v priestore i čase a je charakterizované pomocou plôch s rovnakým tlakom vzduchu, tzv. izobarické plochy. V dôsledku nerovnomerného rozloženia tlaku vzduchu môžeme v barickom poli vyčleniť charakteristické tlakové útvary.

a) oblasť vysokého tlaku (tlaková výš, anticyklóna) – je vymedzená koncentricky usporiadanými uzavretými izobarami, s najvyšším tlakom v strede. Smerom k okrajom anticyklóny tlak klesá. V synoptických mapách sa označuje písmenom V (výš), v Nemecku a Anglicku písmenom H. Tlakové výše pokrývajú väčšie oblasti ako tlakové níže a pohybujú sa pomalšie. Pre tlakovú výš sú typické zostupné pohyby vzduchu vo voľnej atmosfére, pri ktorých sa vzduch adiabaticky otepľuje a vysušuje. Pri zemi prúdenie vzduchu smeruje od stredu k okrajom. Vplyvom zemskej rotácie sa toto prúdenie stáča na severnej pologuli v smere hodinových ručičiek od stredu k okrajom, na južnej pologuli proti smeru hodinových ručičiek od stredu k okrajom. Zostupné prúdy spôsobujú v tlakových výšach jasné počasie, so slabým vetrom s veľkými amplitúdami teploty vzduchu počas dňa. V lete je počasie v tlakových výšach teplé, slnečné a suché, v zime zase chladné, mrazivé, bez zrážok.

b) Oblasť nízkeho tlaku (tlaková níž, alebo cyklóna). Je vymedzená uzavretými koncentricky usporiadanými izobarami s najnižším tlakom v strede. Smerom k okrajom tlak vzduchu stúpa. Stred tlakovej níže sa označuje písmenom N (níž), v Nemecku T a v anglickej oblasti L. priemer tlakovej níže sa pohybuje od niekoľko sto do niekoľko tisíc km. Stred níže môže byť nepohyblivý, alebo sa presúva. Pretože v strede cyklóny je najnižší tlak, smeruje prúdenie vzduchu od vyššieho tlaku na okraji k nižšiemu do stredu. To znamená, že prúdenie na rozdiel od anticyklóny smeruje dovnútra a vplyvom zemskej rotácie sa stáča na severnej pologuli proti smeru hodinových ručičiek, na južnej pologuli v smere hodinových ručičiek. Vzduch sa pri Zemi zbieha zo všetkých strán do stredu tlakovej níže, kde vystupuje hore. Tento výstup spôsobuje kondenzáciu vodnej pary. V tlakovej níži prevláda oblačné počasie zo zrážkami a silným vetrom. v zime prináša tlaková níž oteplenie a zrážky, v lete ochladenie a zrážky.

c) hrebeň vysokého tlaku – je to pásmo vyššieho tlaku vzduchu  vybiehajúceho z tlakovej výše alebo oddeľujúceho dve tlakové níže. Najvyšší tlak sa vyskytuje v osi hrebeňa. V oblasti hrebeňa vysokého tlaku prevláda podobné počasie ako v tlakovej výši.

d) brázda nízkeho tlaku – je pásmo nižšieho tlaku vybiehajúce tlakovej níže alebo oddeľujúce dve tlakové výše. Najnižší tlak je v osi brázdy. Prevláda tu podobné počasie ako v tlakovej níži.

e) barické sedlo – je to časť barického pola medzi dvoma protiľahlými výšami a nížami, poprípade medzi dvomi hrebeňmi a brázdami.

3.6.3. Denný a ročný chod tlaku vzduchu

Denný chod – denný chod tlaku vzduchu je najvýraznejší v rovníkových oblastiach. Vyznačuje sa dvojitým maximom (pred poludním a pred polnocou) a dvojitým minimom (skoro ráno a popoludní/. Amplitúda môže dosiahnuť až 4 hPa. Smerom k vyšším zemepisným šírkam sa amplitúda zmenšuje a v miernych a vysokých šírkach je denná periodicita zmien prekrytá neperiodickými zmenami tlaku.

Ročný chod – závisí na sezónnom zvýrazňovaní a zoslabovaní stacionárnych tlakových útvarov a na formovaní a zániku sezónnych tlakových útvarov. Rozlišujeme tieto ročné chody:

a) pevninský – s maximom v zime (zimné anticyklóny) a minimom v lete

b) oceánsky vysokých šírok – sezónne zvýrazňovanie a zoslabovanie stacionárnych anticyklón, s maximom tlaku začiatkom leta a minimom v zime

c) oceánsky miernych šírok (nemonzúnový) – dvojité nevýrazné maximum v lete a v zime a dvojité nevýrazné minimum na jar a na jeseň.

d) monzúnový – maximum je v zime, minimum v lete

Nad oceánmi rovníkových šírok (okrem monzúnových oblastí) je ročný chod tlaku vzduchu veľmi nevýrazný.

3.6.4. Rozloženie tlaku vzduchu

Oblasti s prevládajúcim výskytom tlakových výší a níží nazývame akčné centrá atmosféry. Prevláda v nich v priebehu roka opakovaná tvorba a zánik rovnakých tlakových útvarov. Podľa povahy tlakových útvarov na ktoré sú centrá viazané, rozlišujú sa centra stále a sezónne.

V januári je pozdĺž rovníka pás nízkeho tlaku s troma nížami nad Južnou Amerikou, Afrikou a Austráliou tiež s ostrovmi juhovýchodnej Ázie a západnej Oceánie. Tento pás nízkeho tlaku je v oblasti 300 – 350 s.š. a j.š. lemovaný izolovanými subtropickými oblasťami vysokého tlaku, hlavne nad oceánmi (azorská a havajská tlaková výš). Sú to stacionárne tlakové výše (v zime sú slabšie). V miernych šírkach severnej pologule sa v uvedených šírkach vyskytuje súvislý pás nízkeho tlaku. V polárnych oblastiach je tlak vyšší. Nad Antarktídou sa vytvára výrazná tlaková výš, v Arktíde je zvýšenie tlaku len mierne.V lete sa rovníkový pás nízkeho tlaku presúva od rovníka na sever, čo sa prejavuje na polohe tlakových níží (mexická a iránska níž). Oblasti vysokého tlaku v subtropických šírkach sa udržujú. Stacionárne tlakové níže miernych šírok severnej pologule spolu so sezónnymi nížami nad kontinentmi vytvárajú súvislý pás nízkeho tlaku, od ktorého tlak k pólom stúpa. V rovnakých šírkach južnej pologule sa udržuje aj v júli súvislý pás nízkeho tlaku a v Antarktíde tlaková výš.

3.7. Prúdenie vzduchu – vietor

3.7.1. Charakteristika prúdenia vzduchu

Prúdenie vzduchu, vietor vzniká pri nerovnomernom rozložení tlaku vzduchu. Vyrovnáva rozdiely tlaku prúdením z oblasti vyššieho do oblasti nižšieho tlaku. Pri vetre sa sleduje jeho smer a rýchlosť. Smerom sa rozumie to, odkiaľ vietor fúka. Udáva sa v stupňoch (napr. 90° = východný vietor, 180° = južný, 270° = západný, 360° = severný vietor/. Môže sa tiež udávať v medzinárodných skratkách, vychádzajúcich z anglických názvov smerov. Rýchlosť vetra sa určuje v m/s a platí: 1 m/s = 3,6 km/h, 1 km/h = 0,27 m/s. Rýchlosť vetra sa môže určovať tiež pomocou Beaufortovej stupnice. Vietor je tým silnejší, čím väčší je tlakový gradient (čím sú hustejšie izobary na synoptickej mape/. Na synoptickej mape je vietor totožný s izobarami, v blížkosti zemského povrchu je ovplyvňovaný silou trenia, takže vietor zviera s izobarami ostrý uhol.

4. VŠEOBECNÁ CIRKULÁCIA ATMOSFÉRY

4.1 Vzduchové hmoty

Troposféra sa člení fyzikálne na relatívne rovnorodé vzduchové hmoty. Horizontálne rozmery vzduchových hmôt v miernych šírkach sú 2000 – 3000 km, vertikálne môžu siahať po tropopauzu.

Vzduchové hmoty rozdielnych vlastností sú od seba oddelené atmosferickými frontami. V závislosti na geografickej oblasti, kde sa vzduchové hmoty formujú, rozlišujeme:

19. arktický a antarktický vzduch
20. vzduch miernych šírok (tzv. polárny vzduch)
21. tropický vzduch
22. ekvatoriálny vzduch

Každá z týchto vzduchových hmôt, okrem ekvatoriálnej sa delí na morskú a kontinentálnu vzduchovú hmotu. Charakter vzduchových hmôt závisí od oblastí, kde vznikli. Pri presúvaní vzduchovej hmoty nad iné územie sa menia jej fyzikálne vlastnosti, čiže prichádza k transformácii vzduchovej hmoty. Táto transformácia trvá pokiaľ, nie je dosiahnutá rovnováha s podmienkami typickými pre danú oblasť (to znamená, že splynie so vzduchovými hmotami danej oblasti. Z teplotného hľadiska môžeme vymedziť 3 typy vzduchových hmôt:

23. teplé vzduchové hmoty – Premiestňujú sa do oblastí chladnejšieho vzduchu. Prinášajú oteplenie. Táto situácia nastáva v zime pri prúdení oceánskeho vzduchu nad pevninu
24. studené vzduchové hmoty – premiestňujú sa do oblastí teplejšieho vzduchu. prúdia obyčajne z vyšších zemepisných šírok do nižších, alebo z mora na pevninu (v teplej časti roka)
25. neutrálne vzduchové hmoty. Zachovávajú sa v danej oblasti niekoľko dní bez podstatnej zmeny svojich základných vlastností

4.2. Atmosferické fronty

Atmosferické fronty sú úzke prechodné vrstvy, ktoré oddeľujú od seba vzduchové hmoty rôznych vlastností. Ich dĺžka môže byť niekoľko sto až tisíc km, šírka od desiatok po niekoľko 100 km. Ich výška môže siahať až k tropopauze. Fronty, ktoré oddeľujú základné geografické typy vzduchových hmôt sa nazývajú hlavné atmosferické fronty. Poznáme 3 hlavné atmosferické fronty:

a) arktický front – oddeľuje arktický a polárny vzduch

b) polárny front – oddeľuje tropický a polárny vzduch

c) tropický front – oddeľuje tropický vzduch od rovníkového (ekvatoriálneho)

Tieto fronty, ktoré oddeľujú základné vzduchové hmoty sa v priebehu roka posúvajú za Slnkom smerom na sever alebo juh. Napr. v zime sa presúva polárny front na juh a v lete zase na sever. Inak prebieha prúdenie vzduchu pozdĺž frontu, a fronty sú viac–menej stacionárne. Akonáhle sa začne front premiestňovať a meniť svoje miesto, hovoríme o frontoch pohyblivých. Tie sa delia na teplé, studené, oklúzne a viažu sa hlavne na cyklóny.

Teplý front – je to úzke rozhranie medzi studeným a teplý vzduchom, ktorý sa pohybuje smerom k studenému vzduchu. Nad celým povrchom teplého frontu, ktorý je sklonený v smere jeho postupu, ľahší teplý vzduch vystupuje nad ustupujúci ťažší studený vzduch. V súvislosti s výstupnými prúdmi vzduchu dochádza ku kondenzácii vodnej pary, preto sa na teplom fronte vytvára systém typickej vrstevnatej oblačnosti, ktorá siaha stovky km pred frontálnu čiaru.

Zrážky (mrholenie, dážď, sneženie) sú trvalé a ich šírka je 300–400 km. Prvými príznakmi približujúceho sa teplého frontu sú riasy (cirrus) a háčikové riasy (Cirrus uncinus), ktorí sa vyskytujú až 900 km pred teplým frontom. Riasy prechádzajú do riasových slôh (Cirrostratus), hustnú a klesajú. Riasové slohy prechádzajú do vysokej slohy (altostratus). Z týchto oblakov môžu v zime už vypadávať zrážky. Po nich nasleduje dažďová sloha (nimbostratus), ktorá má základňu veľmi nízko a vypadávajú z nej trvalé zrážky. S približujúcim sa teplým frontom sa zhoršuje viditeľnosť, prípadne vzniká hmla a klesá tlak vzduchu. Po prechode frontu zrážky prestávajú, oblačnosť sa trhá a stúpa. Po prechode teplého frontu prevláda teplé počasie s horšou viditeľnosťou. Na synoptických mapách sa teplý front označuje červenou farbou, ktorá vypĺňa polkruhy bochníkovitého tvaru, ktoré sa kreslia v smere postupu teplého frontu.

Studený front – je to rozhranie medzi teplým a studeným vzduchom. Pohybuje sa smerom k teplému vzduchu. Postupuje za teplým frontom a pohybuje sa asi o 40 % rýchlejšie ako teplý front a uzatvára teplý sektor tlakovej níže. Prejavuje sa kopovitou oblačnosťou s prehánkami a v lete s búrkami. V studenom fronte preniká ťažší studený vzduch pod teplý vzduch, ktorý je nútený vystupovať nahor. Výstupné prúdy sú väčšie ako na teplom fronte. Na pomaly postupujúcich studených frontoch (tzv. studené fronty 1.typu) prebieha výstupmi prúdenie teplého vzduchu po celej výške frontálnej plochy, na rýchlo postupujúcich studených frontoch (tzv. studené fronty 2.typu) je to len do výšky 2 – 3 km. Oblačné systémy studených frontov 1. typu sa podobajú oblačným systémom teplých frontov. V blízkosti frontálnej čiary sa tvorí kopovitá oblačnosť s prehánkami a silným vetrom. za frontálnou čiarou prevládajú trvalejšie zrážky. Studené fronty 2. typu majú zrážkové pásmo užšie. Tieto fronty sú častejšie ako studené fronty 1. typu. Sú pre ne typické búrkové oblaky (Cumulonimbus) a silné dažde, búrky a prudké nárazy vetra (100km/h). Prejavuje sa vytváraním vysokej hradby kopovitých oblakov. Tlak vzduchu pred studenými frontami klesá, za nimi silno stúpa. V studenom vzduchu za frontom sa vytvára premenlivá oblačnosť. Na synoptických mapách sa studený front označuje modrými trojuholníkmi v smere jeho postupu.

Oklúzny front – keď studený front dobehne teplý front, spojí sa pri zemskom povrchu studený vzduch za studeným frontom so studeným vzduchom pred teplým frontom a teplý vzduch je vytlačený do výšky. Proces uzatvárania teplého sektoru tlakovej níže sa nazýva oklúzia a oblasť styku teplej a studenej fronty oklúzny front. Keď bol studený vzduch prenikajúci za studeným frontom teplejší, než studený vzduch ustupujúci pred teplým frontom, vznikol oklúzny front charakteru teplej fronty, tzv. teplá oklúzia. Keď bol prenikajúci studený vzduch za studeným frontom chladnejší (hlavne v lete v Strednej Európe), vznikla studená oklúzia. Počasie na oklúznych frontoch sa podobá buď počasiu typickému pre teplý front, alebo pre studený front. Poveternostné prejavy bývajú slabšie než na teplom alebo studenom fronte. Na synoptických mapách sa oklúzne fronty označujú buď fialovou farbou, alebo striedaním modrých trojuholníkov (studený front) s červenými bochníkmi (teplý front/. Kreslia sa v smere postupu.

4.3. Vznik a vývoj cyklóny (tlakovej níže)

Prevažná väčšína cyklón vzniká na hlavných atmosferických frontoch. Tak ako sa vlní morská hladina, vlní sa aj vzduch. To znamená, že frontálne rozhranie medzi dvomi vzduchovými hmotami nie je rovné, ale sa neustále vlní. Keď prekročí určitú hranicu, nastáva zlom frontu. Studený vzduch z vyšších zemepisných šírok začína prúdiť pod teplejší vzduch a vytláča ho smerom hore. Zároveň z nižších zemepisných šírok sa zintenzívňuje prúdenie teplého vzduchu, ktorý prúdi nad relatívne studenší a ťažší vzduch. V prvom prípade vzniká studený front, v druhom prípade teplý front. Pokiaľ prúdenie pokračuje ďalej, studený aj teplý front sa zvýrazňuje a medzi nimi vzniká sektor teplého vzduchu. V ďalšom vývoji studený front postupuje rýchlejšie (viď fronty) ako teplý front a začína ho dobiehať. Sektor teplého vzduchu sa zužuje. Keď studený front dobehne teplý vzniká oklúzny front, ktorý sa stále zväčšuje a teplý sektor sa zase zmenšuje až úplne zanikne. Vtedy studený front dobehol teplý a cyklóna sa začína rozpadať.

4. 4. Všeobecná cirkulácia atmosféry

Všeobecná cirkulácia atmosféry je systém stálych vzdušných prúdení veľkého rozmeru. Siahajú od zemského povrchu do spodnej mezosféry. Všeobecná cirkulácia atmosféry je určená týmito faktormi: slnečné žiarenie, rotácia Zeme, nehomogenita zemského povrchu, trenie o zemský povrch. Medzi zákonitosti všeobecnej cirkulácie atmosféry patria:

a) vírový charakter atmosferických pohybov

b) prevaha rýchlostí horizontálnych pohybov nad vertikálnymi v merítku veľkopriestorových vírov

c) prevaha zonálneho prúdenia nad meridionálnym prúdením

d) neustála premenlivosť a zmeny v atmosferickej cirkulácii

e) zmeny smeru a rýchlosti prúdenia od vrstvy k vrstve a nerovnomerné rozdelenie pohybovej energie vo vertikálnom a horizontálnom smere

f) zmeny smeru a rýchlosti prúdenia pri prechode od sezóny k sezóne

g) vplyvom zemskej rotácie prevláda v troposfére prenos vzduchových hmôt od západu k východu (hlavne v miernych a vysokých zemepisných šírkach.

4.4.1. Cirkulácia v tropických šírkach

Cirkulácia tropických šírok zaisťuje transport prebytku tepla do iných častí Zeme. Hlavnou hybnou silou tropickej cirkulácie je rozdiel teplôt medzi ekvatoriálnymi oblasťami a subtrópmi. Na rovníku vzniká trvalé pásmo nízkeho tlaku. V tomto pásme vanú iba mierne premenlivé vetry, alebo tu vládne úplné bezvetrie. (tzv. pásmo rovníkových tíšin, alebo kalmov). Sú tu iba výstupné vzdušné prúdy, ktoré vedú ku vzniku kopovitej oblačnosti a vzniku každodenných lejakov. Pásmo kalmov je 200–300 km široké a posúva sa počas roka za Slnkom na sever alebo na juh. Toto pásmo sa nenachádza presne okolo rovníka, ale je z väčšej časti na severnej pologuli, ktorá je teplejšia. Najďalej na sever siaha k 11° s. š. a ani v lete neprekračuje rovník na juh v Atlantickom a Tichom oceáne. V tomto období sa posúva na 10° j. š. iba v Indickom oceáne, ale počas monzúnu takmer úplne zmizne. Teplý vzduch, ktorý vystúpil v pásme tíšin hore, prúdi na sever a juh, kde v dôsledku jeho ochladenia vo vyšších vrstvách ovzdušia dochádza k jeho poklesu. Vzduch je ťažký (lebo je chladný/, klesá k zemi a vzniká oblasť vysokého tlaku vzduchu (okolo 30° s. š. a j. š.). vznikajú tzv. subtropické oblasti vysokého tlaku vzduchu. Vzduch, ktorý v týchto oblastiach klesá k Zemi, prúdi späť smerom k rovníku, to znamená, že dopĺňa vzduch, ktorý vystupuje nahor v oblasti rovníka. Tieto stále vetry, ktoré dujú od oblasti subtropických tlakových výší k rovníku sa nazývajú pasáty. Tieto vetry vanú celý rok rýchlosťou 5 – 8 m/s. Tak ako pásmo tíšin, aj pasáty sa posúvajú na sever a juh a sledujú vrcholenie Slnka v nadhlavníku medzi obratníkmi. Viditeľne sú vyvinuté nad oceánmi, pevnín sa dotýkajú iba na okrajoch, najmä severnej Afriky a východných brehov Južnej Ameriky na severnej pologuli by vanuli severné a na južnej pologuli južné pasáty. No v dôsledku zemskej rotácie sa tieto vetry uchyľujú doprava, na južnej pologuli doľava. To znamená, že pasát na severnej pologuli bude Severovýchodný a na južnej juhovýchodný. Vo výškach 5 – 8 km nad pasátmi vanú antipasáty, ktoré smerujú od rovníka smerom ku subtropickým tlakovým výšam. Tieto meridionálne zložky prúdenia v tropickom pásme sú však malé. Medzi 25 – 30° j.š. v hladine 200 hektopascalov je pozorovateľný subtropický jet stream so silnými západnými vetrami. Podobné prúdenie na severnej pologuli sa prejavuje len v zime medzi 30 – 35° s. š. V lete je nahradený v oblasti 100 s. š. silným východným tropickým jet streamom nad Áziou a Afrikou. Tropický východný jet stream je pozorovateľný tiež v lete na južnej pologuli medzi 10 – 20° j. š. nad Afrikou, Južnou Amerikou a Austráliou. V miestach, kde vetry pripomínajú antipásáty si zachovávajú meridionálnu zložku do 16 – 20° zemepisnej šírky.

Vzdušné prúdenia sezónneho charakteru nad veľkými časťami zemského povrchu sa nazývajú monzúny. Hlavnou príčinou vzniku je nerovnaké ohrievanie pevnín a oceánov, ktoré vedie k termicky podmieneným rozdielom v rozložení tlaku vzduchu. Monzún smeruje z oblasti vysokého tlaku vzduchu do oblasti nízkeho tlaku vzduchu. V zime na pevnine sa vytvára oblasť vysokého tlaku, v lete nízkeho tlaku, takže prúdenie smeruje v zime z pevniny nad oceány (zimný monzún) a v lete z oceánov nad pevninu (letný monzún/. Pretože monzúnová cirkulácia je dôsledkom nerovnakého zahrievania pevnín a oceánov, môže sa okrem trópov viazať aj na iné časti Zeme. Tropické monzúny sa najlepšie vyvinuli v oblasti Prednej Indie a východnej Ázie, kde padne aj najviac zrážok na zemeguli (viď zrážky).Do tropickej cirkulácie patria aj tropické cyklóny. Sú to zvláštne cyklonálne víry s rozmerom do 1000 km a veľkým prúdením vzduchu (50 m/s). Oblasť vzniku tropických cyklón leží medzi 5 – 20° zemepisných šírok oboch pologulí. Nikdy nebol pozorovaný vznik tropických cyklón severne od 35° s. š. a južne od 22° j. š. Zdrojom energie cyklóny sú povrchové vody tropických častí oceánov, ktorých teplota je vyššia ako 26 °C. Hlavnými oblasťami ich vzniku je severná časť tropickej zóny Tichého oceánu, kde sa ich za rok vyskytne priemerne 32, najčastejšie v auguste a septembri. Tropické cyklóny majú svoje regionálne názvy:

1. tajfún – oblasť Ďalekého východu
2. cyklón – Bengálsky záliv a Arabské more
3. uragán – Stredná Amerika
4. orkán – Južná časť Indického oceánu
5. Willi – Willies – medzi Austráliou a Kokosovými ostrovmi

V tropickej cyklóne sa vyvíja búrková oblačnosť (Cb) s prudkými lejakmi. V strede cyklóny je oblasť bez mohutnej oblačnosti so slabými vetrami a nazýva sa ako cyklóny.

4.4.2. Mimotropická cirkulácia

Rozloženie tlakových útvarov od rovníka k pólom je nasledovné : rovník – tlaková níž, subtrópy – tlaková výš, mierne pásmo – tlaková níž, póly – tlaková výš. Na základe tlakových útvarov od subtrópov po polárne oblasti a v dôsledku uchyľujúcej sily zemskej rotácie prevláda v miernych šírkach západné prúdenie. Viac sa uplatňuje vzájomné pôsobenie morí a pevnín a prenikanie vzduchu z polárnych a tropických oblastí. Preto má mierne pásmo, hlavne na severnej pologuli najnepravidelnejší chod počasia na celej zemeguli. Pravidelné a silné západné vetry sa vyvinuli pozdĺž 40° na južnej pologuli, kde sa rozkladá takmer výlučne more. Výrazným rysom atmosferickej cirkulácie hlavne v miernych šírkach je intenzívna cyklonálna činnosť. Je to nepretržitý vznik, vývoj a premiestňovanie cyklón a anticyklón. Ich vznikom a vývojom sme sa zaoberali už vyššie.

V mimotropických šírkach sa uplatňujú dva základné typy atmosferickej cirkulácie:

a) zonálny typ cirkulácie – je charakterizovaný prenosom vzduchových hmôt od západu k východu. V tomto smere sa premiestňujú aj pohyblivé cyklóny a anticyklóny a je zoslabená meridionálna výmena tepla. V Európe zonálny typ súvisí s prenosom vzduchu z Atlantického oceána (v zime teplý, v lete chladný)

b) meridionálny typ cirkulácie – je to prúdenie pozdĺž poludníkov zo severu na juh a opačne. Tento typ narúša západné prúdenie a napomáha prenosu teplých a studených vzduchových hmôt z vyšších alebo nižších zemepisných šírok. V Európe sa tento typ vyskytuje pri vpádoch teplého vzduchu (tropického) z juhu a studeného vzduchu (arktického) zo severu. Postupne k pólom sa uplatňuje cirkulácia podmienená teplom. Veľmi studený tažký polárny vzduch sa pri zemi tlačí na juh a vplyvom zemskej rotácie sa mení na východný vietor, ktorý vanie okolo celej zemegule.

4.4.3. Klimatické klasifikácie

Najstaršie klimatické členenia sa opierajú o zemepisnú šírku miesta a bilanciu slnečného žiarenia počas roka. Základnou klasifikačnou jednotkou je klimatický pás. Klimatický pás predstavuje najväčšiu jednotku pri členení klímy. Zahrňuje oblasť zonálneho charakteru s klimatickými pomermi, ktoré sa môžu vnútri pásu odlišovať, ale ich základné rysy sú pre tento pás natoľko typické, že sa nimi podstatne odlišujú od iného klimatického pásu. Hranicami pre vymedzenie klimatických pásov sú obratníky a polárne kruhy. Medzi obratníkmi sa nachádza tropický pás,ktorý má kladnú bilanciu žiarenia. Medzi obratníkmi a polárnymi kruhmi ležia mierne pásy severnej a južnej pologule s premenlivou radiačnou, bilanciou. Od polárnych kruhov k pólom sú studené polárne pásy (arktický a antartický), ktoré majú zápornú bilanciu žiarenia. Medzi tieto hlavné klimatické pásy sa priraďujú prechodné pásy – subtropický a subpolárny. V každom zo základných pásov sa vytvára typ oceánskeho, kontinentálneho a horského podnebia.

Cieľom klimatických klasifikácií je vymedzenie základných klasifikačných jednotiek a stanovenie ich geografického rozloženia na Zemi. Problematika klimatických klasifikácií je natoľko zložitá, že aj keď existuje ich veľký počet a vychádzajú z rôznych hľadísk, neexistuje zatiaľ univerzálne platná klimatická klasifikácia. Medzi najznámejšie klasifikácie patria Köppenova a Geigerová (1928), Thornthwaitova (1948), Gorczynského (1948), Hettnerová (1930), Flohnova (1950), Alisovova (1950), Kupferova (1954) a mnohé iné.